Смішко Р. М. Геологія з основами геоморфології

якому було виплеснуто біля 12,5 км3 лави. Вона залила територію 565 км2. По закінченні виверження трішини запечатуються застиглим в ній матеріалом, який ніби зміцнює їх. Наступні виверження тут не проявляються, а дещо зміщуються концентруючись по паралельних тріщинах. Покриви ж лав нагромаджуються одні на одних, формуючи потужні багатошарові товщі. Тріщинні виливи типу ісландських є звичайним для морського дна явищем. Найчастіше воно проявляється в рифтових зонах, і, очевидно, є найпоширенішим типом вулканічної діяльності. До цієї категорії належать материкові покривні, або платобазальти. Якщо виверженого матеріалу небагато, формуються базальтові покрови невеликих розмірів.

На початкових стадіях виверження може відбуватися вздовж усієї тріщини. А потім тут виникають групи зближених вулканічних центрів. Виливи лави утворюють після застигання базальтові покрови різних розмірів з майже горизонтальним заляганням шарів і такою ж горизонтальною поверхнею. Тріщинні виливи широко відомі також в зонах розломів СхідноТихоокеанського підняття та в інших рухливих зонах.

Серед вулканітів основного складу геологічного минулого виділяються платобазальти або трапи. Остання назва походить від німецького слова Treppe (східці), яким пояснюється той факт, що вони часто складені численними лавовими шарами, які налягають один на одного. Товщина окремих шарів становить від дециметрів до 100 м. По краях вони відділені між собою ступенями, які нагадують східці. Такі базальти , за невеликим виключенням, розташовуються на краях материкив і їх природу зв’язують з початком розколу давнього велетенського материка Пангеї. Вони утворювались тоді, коли між плитами нових континентів виникали морськи басейни та розпочалася фаза їхнього розширення. Площі поширення покривних базальтив на протилежно розташованих материках в окремих місцях можуть бути співставлені.

Найвідомішими такого типу покривні базальти розвинуті на Деканському плато в західній частині Індонезійського півострова, на схід та північ від Бомбея. Тут вони займають площу близько 500 000 км2. Висота краєвих сходинок численних базальтових покривів переважно невелика, але в Західних Гатах є урвища висотою до 1200 м. Детальне вивчення цих базальтових товщ показало, що окркмі виливи були розділені між собою значними часовим відстанями, коли не було вулканічної діяльності і утворювалися кори звітрювання та ґрунти. Загальна товщина серії деканських трапів становить понад 1800 м, а в околицях Бомбею навіть 3000 м.

Унікальні за своїми розмірами покрови толеїтових базальтів утворилиси в пітзньому тріасі – юрі в південно-східній частині Південної Америки під час розкриття південної частини Атлантичного океану. Вони поширені на території бразилії, де займають площу близько 1 млн. км2. тут, як і на Деканському плато, епохи високої вулканічної активності чергувались зі станом вулканічного спокою.

Ареальний тип вивержень пов’язаний з численними близько розташованими вулканами центрального типу, що часто охоплюють великі площі, на яких продукти вивержень зливаються й утворюють суцільні покриви.

Крім перерахованих типів значно поширені підводні, а також згаслі вулкани. Молоді, неогенові та ранньочетвертинні згаслі вулкани відомі в багатьох місцях, в тому числі у нас на Закарпатті (Синяк), на Кавказі (Ельбрус, Казбек), в зонах сучасного вулканізму. Вулканізм проявлявся з різною інтенсивністю в усі геологічні періоди, про що свідчать численні різновікові вулканіти. Проте самі вулканічні апарати давніших епох практично ніде повністю не збереглися. Відомі лише їх окремі елементи, переважно магмопровідні канали (неки) та вулканічні провали (кальдери).

Поствулканічні прояви. Цю фазу характеризує значне послаблення вулканічної діяльності; лава на поверхню уже не виходить, і порівняно

81

спокійно виділяються лише численні газові струмені – фумароли. Це водяна пара, а на деякій відстані від вулкана – гаряча і тепла вода. Фумароли звичайно розміщені на схилах вулкана. З них виділяється газ різного складу (як із самого кратера, так і з бокових тріщин). Наприклад, на Алясці з туфогенно-лавових продуктів виверження вулкана Катмай (1912) упродовж наступних років виділялись тисячі струменів газів з температурою 600– 650°С, у складі яких була значна кількість галоїдів (HF i HCl), борної кислоти, сірководню та вуглекислого газу.

Гейзери – це періодично діючі пароводяні фонтани. Вперше описані, в Ісландії, розвинуті також у Новій Зеландії, Єловстоунському парку США, на Камчатці (Долина Гейзерів) та деяких інших місцях. Кожен гейзер має круглий отвір, з якого виривається гаряча вода. Цей отвір називають грифоном. Температура води в грифоні досягає 90–98°, тоді як на глибині, у тріщинах, вона може досягати 120–150°С і більше. Вода гейзерів містить значні кількості розчинених мінеральних солей, які випадають на краях грифонів. Цю ясну, інколи навіть цілком білу, гірську породу називають

гейзеритом, або кременистим туфом.

Болотні (грязьові) вулкани – це великі пагорби конічної форми з лійкоподібним кратером на вершині, з якого періодично або безперервно виділяються гази, вода і болото у вигляді рідкої глини, які можуть утворюватися внаслідок виділення газів і не вулканічного походження, а саме:газових покладів і нафтових газів, які під великим тиском по відкритих тріщинах надходять на поверхню. Такі прояви відомі на керченському півострові Криму, наузбережжі Каспійського моря (околиці м, Баку) та в інших місцях світу. Ці виверження супроводжуються виділенням великої кількості газу та викиданням уламків порід. Гази представлені переважно вуглеводнями, головно метаном з домішкою вуглекислого газу, азоту, оксиду вуглецю. Інколи встановлюються інші гази, зокрема благородні.

Болотні вулкани іноді трапляються й у вулканічних зонах, у тих же районах, що і гейзери. Гаряча водяна пара і гази прориваються на поверхню, утворюють невеликі вивідні отвори діаметром від десятків сантиметрів до 1 м. В певних геологічних умовах (наявність незцементованих дрібноуламкових та глинистих порід) ці отвори заповнює водо-болотна суміш з температурою до 80–90°С, і в разі надходження з глибини чергової порції газу вулкан викидає угору фонтан цієї болотної суміші. У цьому випадку виникають і невеликі конуси. Якщо ж суміш достатньо рідка, то конуси не утворюються, а газовиділення відбувається постійно. Виходить також значна кількість сірководню та вуглекислого газу.

Механізм виверження вивчений переважно завдяки дослідженню вулканів Гавайської групи, зокрема Мауна-Лоа та Кілауеа, які розташовані на відстані близько 30 км один від одного. Ці вулкани виливають базальтову лаву з невеликою в’язкістю. За декілька тижнів перед виверженням зростає частота незначних землетрусів, центри яких розміщені на глибині 50–60 км, тобто всередині мантії, яка розташована в цьому районі (океанський тип земної кори) є на глибині декількох кілометрів. Центри землетрусів у цей час поступово переміщуються на менші глибини. За допомогою чутливих приладів фіксують набухання вулканічної споруди, у такий спосіб ніби з глибин під тиском нагнітається рідина. В кінці через кратер вулкана або по ослаблених (тріщинуватих) зонах на його схилі виливається лава. Виверження звичайно фіксують у тих місцях, де воно відбувалося і в попередні рази. На початкових стадіях лава інтенсивно фонтанує, маючи для цього відповідну кінетичну енергію. Пізніше виливи стають спокійнішими і зрештою припиняються.

Склад лави в процесі вивержень може значно змінюватися навіть упродовж десятиліть. Так само змінюються і потоки лав сусідніх вулканів, можлива також часова неузгодженість у їхніх виливах, тобто часової кореляції вивержень сусідніх вулканів нема. Це дає змогу припустити, що

82

кожен вулкан має свій неглибоко розміщений магматичний резервуар, у якому розплав між виверженнями поступово змінюється, наприклад, унаслідок проявів фракційної кристалізації: спочатку кристалізуються і випадають важкі темноколірні мінерали, розплав збагачується легшим компонентом і т.д.

На Землі є близько 800 діючих вулканів. Значно більше їх було зовсім недавно, зокрема в Україні (Закарпаття), тому вони ще досить слабко еродовані.

В географічному розміщенні вулканив є певна закономірність. Вулканів зовсім нема на континентальних щитах, вони сконцентровані переважно в межах так званого вогненного кільця навколо Тихого океану, охоплюючи західні краї обох Америк, Алеутські острови, Камчатку, Курильські острови, Японію, Філіпіни, Нову Зеландію і відомий вулкан Еребус на осторві Роса в Антарктиді.

Є певна кореляція і між сучасним вулканізмом та сейсмічною діяльністю (землетрусами). Діючі вулкани часто розташовані всередині або поблизу сейсмічних поясів, де реєструють епіцентри землетрусів. Проте така кореляція недосконала. Великі сейсмічні пояси значно довші, ніж вулканічні зони. Наприклад у Тихоокеанському поясі на відстані 2000 км – тобто від вулкана Ласен-Пік у Північній Каліфорнії та до вулканів у Центральній Мексиці – зовсім невідомі прояви вулканізму. Такі ж перерви простежуються і в широтній сейсмічній зоні – від Західного Середземномор’я через Туреччину, Іран, Памір та Гімалаї до Індонезійської острівної дуги. Декілька діючих вулканів є в Середземномор’ї (Етна, Везувій та ін). На Кавказі відомі недавно загаслі вулкани. Далі на південний схід – у Туреччині, на високогір’ях Центральної Азії – вулканів нема, не зважаючи на значну сейсмічну активність території. Дуже багато діючих вулканів в Індонезії. А в Новій Зеландії вулканічні виверження відбуваються набагато частіше, ніж сильні землетруси.

На Гавайських островах у Тихому океані вулканічна діяльність виявлялася постійно впродовж останніх кількох мільйонів років, проте епіцентрів значних землетрусів тут майже не зафіксовано.

Вулканічні прояви звичайно супроводжуються локальною сейсмічною активністю, однак вона не завжди відіграє важливу роль у вулканізмі. Зокрема, під час одного з найбільших вивержень вулкана Косигуіна в Нікарагуа у 1835 р. за три дні було викинуто близько 10 км3 уламків. У цьому випадку землетруси реєстрували лише за день до виверження. Сейсмічну активність, яка передує виверженню гавайських вулканів, переважно фіксують лише приладами.

Найбільші землетруси, за деякими винятками, безпосередньо не пов’язані з вулканічними виверженнями. Наприклад, 20 лютого 1835 р. деякі міста і містечка південного узбережжя Чилі були зруйновані землетрусом. Чарльз Дарвін, який спостерігав за цим явищем з корабля “Біґль”, так описвав це: “... в той самий час, коли велика ділянка суші була значно і назавжди піднята, ланцюг вулканів в Андах, зокрема їхня частина, повернута до Чилі, одночасно викидала стовби темного диму, і впродовж наступного року тривала їхня не звичайна активність... Отже ми спостерігали підняття суші, відродження вулканічної діяльності через давні жерла та підводний вибух (біля Хуан-Фернандеса), що було складовими частинами одного природного грандіозного явища” (Journal of Researches, Hafner, London, 1839, reprinted 1952).

Двадцять другого травня 1960 р. тут знову стався великий землетрус. І знову спостерігали синхронні вулканічні виверження, проте меншої тривалості. Більшість вулканів не діяли. На одному з них відбулося катастрофічне виверження, однак лише через вісім місяців після землетрусу. Так що і в цьому випадку зв’язок між вулканічною діяльністю та землетрусами є досить опосередкованим.

83

Інтрузивний магматизм (плутонізм).

Інтрузивні (плутонічні) породи належать до продуктів глибинної магматичної діяльності. Такі породи із родини гранітоїдів утворюють величезні, у тисячі квадратних кілометрів, безперервні виходи на денну поверхню в межах континентальних щитів – ареал-плутони. Менших розмірів інтрузії відомі також в складчастих областях.

Магма, піднімаючись з глибинних вогнищ утворення, рухається до поверхні. Однак значна її частина внаслідок певних умов (відсутність провідних каналів, втрата магмою енергії) не досягає денноїповерхні. Поступово холонучи серед гарячих вмісних порід, вона утворює різні інтрузивні або плутонічні повнокристалічні тіла. Повільне остигання та наявність летких компонентів (Н2О, СО2, N2, F, Cl, SO2 та ін.) дає змогу хімічним елементам та іонам з розплаву об’єднуватись у хімічні сполуки (мінерали) і спокійно та послідовно розкристалізовуватись, формувати повнокристалічні агрегати мінералів – абісальні породи.

Форми інтрузивних тіл, а також їхні розміри найрізноманітніші, вони пов’язані як зі складом інтрузій, так і з характером вмісних порід та їхнім взаємовідношенням. Це дає змогу виділити серед інтрузій згідні та незгідні. Очевидно, що можуть бути умови, за яких в одній частині площі інтрузія згідна, а в іншій – незгідна.

Форми та розміри незгідні інтрузії залежать від кількості вкоріненої магми, її енергії, стану речовини навколишніх порід та магми (РТ-умови). Магма, проникаючи в породи земної кори, розсуває їх, частково або значно поглинає, зумовлюючи утворення ідіоморфних тіл. Ці тіла перерізають і розривають породи, їхні контури не залежать від форм залягання осадових чи метаморфічних комплексів, у яких вони містяться. Їх називають ще

дискордантними, або незгіднними.

Інтрузивні тіла, що вкорінюються в товщі комплексів кори згідно з умовами залягання осадових чи метаморфічних шарів, називаються кордантними, або згідними. Ці форми виникають унаслідок пристосування магми до умов залягання навколишніх порід. У цьому разі магма вкорінюється в ослаблені зони між поверхнями окремих шарів осадових порід.

Від глибини застигання інтрузії значно залежить також її внутрішня будова та зовнішні форми. Інтрузиви, які застигають на великих глибинах, називають абісальними, на менших – гіпабісальними, або напівглибинними

тілами.

Абісальні тіла мають звичайно дуже великі розміри і тісно пов’язані з магматичним вогнищем. Магма застигає дуже повільно, гази і розчини значно зберігаються, внаслідок чого кристалізація відбувається проходить повністю з утворенням порід із великота середньокристалічними структурами. Серед цих порід переважають граніти, гранодіорити. Менше поширені габро, піроксеніти та перидотити. Форма цих тіл різна; найхарактерніші ареалплутони, батоліти, гарполіти, штоки, етмоліти.

Ареал-плутони – це велетенські за площею поширення гранітоїдні тіла (граніти і гранітогнейси), які не мають певних обрисів, їхні поперечні розміри сстановлять сотні кілометрів. Вони відомі в архейському та нижньопротерозойському комплексах давніх платформ (Український, Алданський, Балтійський, Канадський щити та ін); утворилися внаслідок багаторазових повторень етапів інтрузивної діяльності. Це полігенні тіла, які розвинулись у процесі ультраметаморфізму.

Батоліти – великі масивні інтрузивні тіла переважно гранітоїдного складу з площею виходу на поверхню понад 100 км2. форми виходу на поверхню можуть бути овальними, круглими. Контакти з вмісними породами завжди гарячі і січні (дискордантні, незгідні). Переважна їхня кількість пов’язана з давніми зонами рифейської і палеозойської складчастості. Верх батолітів звичайно має плавні пологі обриси. Бокові поверхні складні, нерідко

84

нахилені від центральних частин масиву. Згідно з геофізичними дослідженнями вертикальні розміри батолітів сстановлять 6–10 км. Характер будови нижньої поверхні (підошви) кінцево не з’ясований. Як звичай но вона нерівна, нерідко звужується до низу, набуваючи форми звуженого магмопідвідного каналу, причому таких каналів може бути декілька.

Гарполіти є величезними тілами, що витягнуті між шарами вмісних порід. Вони утворюються на значних глибинах недалеко від магматичного вогнища. В розрізі гарполіт нагадує серп, з чим пов’язана його назва – “серпоподібний камінь”. Ці тіла складенні породами як кислого, так і основного складу.

Штоки – це інтрузивні тіла з площею виходу на поверхню до 100 км2. Вони складені переважно гранітоїдами, рідше – породами іншого складу, у тому числі аж до ультраосновних. Форма штоків округла, витягнута, інколи неправильна. У разі вкорінення вони порушують вмісні породи, формуючи прилеглих частинах невеликі складки.

Лаколітами називають невеликі (до 3-6 км у поперечнику) грибоподібні тіла, межі яких згідні з заляганням навколишніх порід. Утворюються вони внаслідок втискування магми в ослаблені міжпластові або міжформаційні зони. Це одна з найпоширеніших форм гіпабісальних інтрузій.

Лопотіти – це увігнуті тарілкоподібні тіла. Вони утворюються переважно внаслідок вкорінення основних, ультраосновних і лужних магм. За розмірами дуже різні – від невеликих тіл до складних форм з поперечником у сотні кілометрів (наприклад, Бушвельдський лополіт витягнутий на 300 км).

Факолітами називають невеликі інтрузії, які мають серпоподібну форму в розрізі. Вони утворюються в ядрах антикліналей, рідше – синкліналей.

Сили, або інтрузивні поклади виникають унаслідок вкорінення переважно основної магми згідно з нашаруванням на невеликій глибині. Належать до категорії гіпабісальних інтрузій. Вони можуть бути одиничними або багатошаровими і чергуватися з шарами осадових порід. Разом з ефузивними покривами сили утворюють єдину трапову формацію. Такі комплекси відомі на Сибірській платформі, Деканському плато в Індії та інших місцях.

Останні чотири форми належать до типу згідних інтрузій, тобто вони вкладаються в міжпластові ділянки, не порушуючи суцільності шарів, між якими вкорінюються.

До незгідних, або січних інтрузій, крім батолітів, штоків та гарполітів, належать і деякі менші інтрузивні форми, зокрема, неки, дайки і жили.

Неки – це частини давніх вулканічних апаратів центрального типу, тобто значно знищені ерозією вулканічні апарати без верхньої частини. Тобто, це частково еродовані вулканічні жерла. Вони заповнені застиглою магмою інколи з уламковим матеріалом.

Дайками називають тріщинні інтрузії у вигляді плоских плитоподібних магматичних тіл. Розміри дайок надзвичайно різні: від десятків сантиметрів до сотень кілометрів у довжину з потужностями в сотні і тисячі метрів. У Зімбабве відома велетенська дайка, яка заповнює розсув. Вона витягнута на 540 км за потужності від 3 до 13 км. Однак переважна частина дайок має довжину сотні або десятки метрів з потужністю в декілька метрів.

На відміну від правильних плитоподібних дайок, магматичні жили є неправильними формами, часто з багатьма вигинами, відгалуженнями, зі змінною потужністю. В них трапляються різні за мінеральним і хімічним складом породи, частіше ж основного ряду.

Усі інші відгалуження від різних інтрузивних тіл називають апофізами (язиками).

Метаморфізм

85

Метаморфізм – це процес зміни порід під дією підвищених тисків і температур при активній дії флюїдів. Дуже зрідка трапляються метаморфічні породи, утворені лише під дією одного з цих факторів (або одного типу метаморфізму). Переважно ж поширені поліметаморфічні породи під час утворення яких виявилося декілька етапів метаморфізму з різними формами впливу на речовину породи. Цей термін увів у геологію Ч.Лайєль. Сама ж назва взята з грецької мови, де слово “метаморфоз” означає переродження. Метаморфічні породи формуються з попередньо розвинутих (старших) осадових, метаморфічних та магматичних порід у разі зміни їхнього мінерального складу та структури. Метаморфічні зміни полягають у молекулярній перебудові старих сполук і утворенні нових, які є стійкішими за цих умов: нові мінеральні асоціації, звичайно, будуть складені мінералами із щільнішою кристалографічною упаковкою, а орієнтація кристалів (за наявності шаруватих та видовжених структур) – дуже чітко вираженою. Рідше виникають масивні текстури. Якщо метаморфізм відбувається без надходження нових і винесення старих компонентів, то хімічний склад породи не змінюється. Це ізохімічний метаморфізм. Метасоматоз, або

метасоматичний метаморфізм, виникає в разі надходження певних сторонніх компонентів з інших джерел (мантії, магми); переносять їх у цьому випадку переважно флюїди.

Головним чинником перетворень при ізохімічному метаморфізмі виступають зміни фізичних умов існування скельних порід. І набагато рідше нарівні з ними певну роль відіграють хімічні фактори. Основними змінними фізичних умов виступають спрямовані тиски і температури. Важливою складовою виступає літостатичний та гідростатичний тиск.

Утворення метаморфічних порід передбачає досить широкий проміжок тисків і температур, що визначене, з одного боку кінцевими умовами становлення осадових порід (порівняно низькі тиски і температури), а з іншого – магматичними породами, які кристалізуються при високих температурах та в широкому діапазоні тисків: від низьких у разі вулканізму до високих у випадку плутонічної магматичної діяльності. Саме між цими двома типами умов є великий інтервал тисків і температур, з якими пов’язаний метаморфізм.

Прояви метаморфізму мають значне поширення. Значна частина скель (порід), які містяться на поверхні в межах щитів, а також підстеляють осадові товщі, зокрема в межах континентів, належать до типу метаморфічних. Очевидно, що головна маса земної кори і частина верхньої мантії складені метаморфічними породами.

На значних площах дуже еродованих гірських систем і давніх щитів або у порівняно незначних облямівках інтрузивних масивів можна виявити проди, які колись були осадовими або магматичними, однак тепер за структурою та мінеральним складом різко від них відрізняються. Такі породи належать до метаморфічних. Під час детальних досліджень навіть у повністю перекристалізованих породах вдається спростежити успадковані найдрібніші особливості дометаморфічних структур. Наприклад, такі деталі будови вулканічних порід, як мигдалини (виповнені кальцитом чи іншими мінералами каверни) і навіть подущаста окремість вулканічних порід, зберігаються в породах, мінеральний склад яких тепер повністю відповідає умовам кристалізації в разі низькотемпературного метаморфізму. В метаморфізованих осадах із успадкованою від шаруватості смугастістю вдається розрізнити рештки фауни, яка може бути складена високотемпературним силікатом – воластонітом (Ca6[Si6O17]O), що утворився з вапняків під дією на них активного комплексу [SiO4] магми.

Отже, головною ознакою метаморфізму є зміна мінерального складу первинних порід. Тривалий досвід вивчення метаморфічних товщ дає змогу вже за одним мінералом або асоціацією мінералів однозначно схарактеризувати метаморфічне походження якоїсь скельної породи навіть

86

тоді, коли нема реліктових структурних ознак осадових чи магматичних порід. Очевидною є і можливість для більшості метаморфічних порід у загальних рисах визначити їхню первинну осадову чи магматичну еволюцію. Це є одним із свідчень значної рухливості земної кори.

Сфера метаморфізму перебуває між низькотемпературними умовами утворення осадових порід та високотемпературними умовами генерації магми внаслідок плавлення порід. Метаморфізм відбувається в разі суттєво твердго стану порід без (або за мінімальної) участі силікатних розплавів. Проте газова фаза (Н2О і СО2)можуть відігравати дуже важливу роль у метаморфізмі.

Оскільки метаморфізм – це явище, властиве породам земної кори (метаморфічні породи мантії покищо практично недосяжні для спостережень), то він має певні межі, які залежать від фізичних умов, що визначають усю різноманітність метаморфічних порід. Геотермічний градієнт у земній корі дуже змінний, однак плавлення порід відбувається у випадку досягнення ними температури близько 1000оС або й швидше. Цим наближено визначена верхня термічна межа існування метаморфічних порід. У деяких місцях товщина кори досягає 70 км, і верхнє значення тиску внизу такої колони порід становить близько 20 кбар. Співвідношення тиску й температури в будь-якому конкретному випадку метаморфізму залежить від локального геотермічного градієнту, а часто і від безпосередніх проявів магматизму.

Градієнти температури–тиску пов’язані зі специфікою умов земної кори. Якщо вдається простежити послідовність змін мінерального складу і структури від первинних, незмінених порід, до повністю метаморфізованих, можна визначити і метаморфічні градієнти, тобто можна говорити про ступені, або фації, метаморфізму. Виділяють також декілька загальних типів метаморфізму, відповідно до умов його прояву, із властивими для них тисками і температурами. Основними є контактовий та регіональний типи метаморфізму.

Контактовий метаморфізм виявляється у змінах порід біля магматичних тіл. З наближенням до контакту з інтрузією метаморфічні зміни посилюються, ступінь метаморфізму зростає. Зону метаморфізму навколо інтрузивного тіла називають контактовим ореолом. Зміни відбуваються не лише у вмісних породах (екзоконтактовий метаморфізм), а й у крайових частинах інтрузій (ендоконтактовий метаморфізм). Головними факторами за цієї відміни метаморфізму є високі температури і газові еманації разом з гідротермальними розчинами, що виділяються з магми. Гази і розчини, потрапляючи в тріщини і пори порід, взаємодіють з ними і спричинюють процеси метасоматозу, що зумовлює утворення нових мінералів. Біля магматичних розплавів температури досягають 1 000°С і більше. У разі такої термальної дії вапняки перетворюються в мармур, пісковики – у кварцити, а більшість глинистих порід – у роговики. Це породи з дрібнозернистою структурою і масивною текстурою. Вони складені новим комплексом мінералів, асоціація яких залежить від термодинамічних умов та складу вмісної породи. Крім тіого, гаряча лава на контакті оплавлює породи, проте переважно лише на перші сантиметри. Таку відміну метаморфізму називають

пірометаморфізмом.

Контактово-метасоматичний метаморфізм є наслідком винесення одних компонентів і надходження інших. У цьому випадку утворюються нові мінеральні асоціації, розташовані у вигляді контактового ореола навколо магматичного тіла. Різні породи, в які вкорінюється магма, дають різні контактові утворення. Наприклад, у разі дії інтрузій на вапняки утворюються скарни – метаморфічні породи, складені переважєно піроксеном, гранатом та іншими залізисто-вапнистими мінералами. З ними пов’язані родовища дуже важливих корисних копалин: заліза, міді, вольфраму, цинку, рідкісних елементів та ін. Унаслідок магматичної дії на граніти та гнейси можуть

87

утворитися грейзени – породи, складені кварцом і слюдою. З ними дуже часто пов’язані родовища каситериту (Sn), флюориту, топазів та ін.

У разі дії гарячих розчинів на основні та ультра основні породи утворюються серпентиніти, талькові та хлоритові сланці. Якщо гази і розчини не можуть вийти на поверхню і діють у межах магматичного тіла на глибині, то виникає автометаморфізм, тобто порода змінюється внаслідок власних еманацій. Тут відбуваються процеси серпентинізації, хлоритизації, альбітизації та ін. Дуже важливим у цьому випадку є збільшення об’єму нової породи (до 15%) з утворенням відповідних структурних форм у вмісних товщах.

Регіональний (динамотермальний) метаморфізм поширюється на великі площі (імовірно, тисячі кілометрів квадратних). Це найпростіший і найпоширеніший тип метаморфізму. Його іноді називають метаморфізмом занурення. На його частку припадає головгна маса метаморфічних порід на Землі. Метаморфічні змінни захоплюють величезні товщі порід на значних площах. Загалом ступінь метаморфічного перетворення порід визначений усіма факторами – тиском, температурою та дією флюїдів. Деформації, які в цьому разі виявляються, створюють умови для розвитку орієнтованих структур (сланцюватих, смугастих) у новоутворених породах. Регіональний метаморфізм можливий внаслідок дії великих гранітоїдних інтрузій, проте основним фактором тут виступають прогресивні зміни, які прямо корелюються, за геологічними даними, із стратиграфічною глибиною занурення.

Звичайно регіональний метаморфізм тяжіє до складчастих областей різного віку. Найглибших змін зазнали скелі, виведені тепер на поверхню в межах давніх щитів: Українського, Балтійського, Канадського та ін. Такі ж метаморфічні породи є й у фундаменті давніх платформ. Складність процесів метаморфізму не дає змоги однозначно відповісти на питання проприроду походження цих порід. Свого часу І.Д.Лукашевич, У.Грубенман, П.Ніглі та інші запропонували схему, згідно з якою для метаморфізму визначальна є глибина цих процесів, за нею виділені відповідні зони або пояси: для метаморфізму була глибина цих процесів з виділенням відповідних зон або пояси: епізону, мезозону та катазону. В епізоні прояви метаморфізму порівняно слабкі. Вони відбуваються при поміркованих температурах та невеликих літостатичних тисках, однак тут можуть виявлятися значні стресові навантаження (односторонні тиски). Мезозона пов’язана з більшими глибинами, що передбачає вищі температури і тиски. У катазоні (нижній) дуже високі температури (на межі плавлення) і літостатичний тиск. Ці уявлення є досить схематичними і далеко не повністю відповідають розумінню всіх складнощів процесу метаморфічних перетворень. З огляду на це деякі вчені (В.М.Гольдшмідт та ін.) давно зазначали, що потрібно відійти від застарілих поглядів про виняткову роль глибини в процесах регіонального метаморфізму, оскільки цей процес значно складніший. У 1915 р. фінський учений П.Ескола запропонував поділ метаморфічних порід на фації за певними мінеральними асоціаціями, які свідчать про умови формування порід. Подальшими його дослідженнями, а також працями інших учених уточнено класифікації метаморфічних фацій, особливості їхнього поширення, приуроченість до них певних корисних копалин.

Залежно від співвідношень тисків і температур виділяють декілька фацій регіонального метаморфізму.

1.Низькотемпературні фації: низьких тисків – фація зелених

сланців, високих тисків – фація глаукофанових сланців

(глаукофан – лужний амфібол).

Температури тут порівняно невисокі і не перевищують 250°С, через що механічні процеси переважають над хімічними. У складі новоутворених мінералів є хлорити, серицит, тальк, які й утворюють відповідні породи – хлоритові, серицитові, талькові і філітові сланці, що формуються як з

88

осадових, (параметаморфічні), так і з магматичних (ортометаморфічні)

порід.

2.Епідот-амфіболітова фація розвивається при температурі від 250 до 400°С. Тут головними мінералами є епідот, альбіт, мікроклин, амфіболи, мусковіт, воластоніт та ін.

3.Середньотемпературна фація – амфіболітові. Її температурні

межі – від 400 до 700°С. З низькими тисками пов’язана фація кордієрит-амфіболітова, середніми – альмандинамфіболітова.

4.Високотемпературні фації (температура 700–1500°С, тиск близько 5 МПа) – це гранулітова (грануліти – глибокометаморфізовані породи кварц-польовошпатового складу з гранатами) й еклогітова (еклогіт

– це глибокометаморфізовані піроксен-гранатові породи, які виражають найглибинніший метаморфізм за дуже високих тисків (20-30 кбар)і температурия (понад 1500°С)).

5.Особливу стадію регіонального метаморфізму в глибоких зонах

геосинклінальних областей, називають ультраметаморфізмом, або гранітизацією. Це найвищий ступінь метаморфізму, пов’язаний з дією усіх факторів у найбільших їхніх проявах – температури, тиску, дії глибинних флюїдів. Для цього процесу характерне повне (палінгенез) або часткове (анатексис) плавлення порід. Утворені розплави втискуються в товщі навколишніх порід унаслідок

збільшення об’єму і підвищення тиску під час розплавлення, утворюючи специфічні породи – мігматити.

Під час гранітизації внаслідок плавлення зменшується в’язкість порід і на 14–15% збільшується їхній об’єм, це веде до того, що гарячі напіврозплавлені граніти на глибині 10–15 км під дією тектонічних зусиль та вагою перекривних товщ починають витікати з одних місць і переміщатися в інші. За таких умов вони формують гранітові (гранітогнейсові, мігматитові) куполи – глибинні діапіри, унаслідок їхнього формування деформуються навколишні породи, а також і ті, які складають купол, утворюючи дуже інтенсивно зім’яті товщі.

Зазначимо, що простежуються прояви метаморфізму, звичайно локальні, які є специфічними випадками зміни уламків порід, занурених у гарячу магму, особливо в базальтові лави, з високою температурою і низькихмх тиском. Це так званий пірометаморфізм. Тобто відбуваються процеси оплавлення, про які зазначено вище, проте внутрішня структура таких уламків (особливо більших) мало змінена.

Дислокаційний метаморфізм виявляється локально. Цим терміном називають породи, що розвинулись у зонах інтенсивних деформацій, зокрема,на межі двох геологічних тіл, що контактують. Близькі умови (високий тиск і низька температура) можуть виникнути і в разі складкоутворення. Такі умови формуються завдяки всебічному і стресовому (орієнтованому) розвитку тиску. У випадку дислокаційного метаморфізму відбуваються інтенсивні зміни текстури і частково мінерального складу породи. Тоді виникають сланцеві текстури – мінерали, розташовані паралельно довгим осям, що орієнтовані перпендикулярно до напряму тиску. Це зумовлює розсланцювання породи на окремі, інколи дуже тоненькі плитки з блискучими поверхнями, на яких представлені шаруваті силікати з досконалою спайністю.

Якщо ж дислокаційний метаморфізм виявляється з роздавлюванням порід (катакластичний метаморфізм), то утворюються породи з брекчієвою та подібними текстурами.

Специфічним проявом метаморфізму є діафторез, або регресивний метаморфізм. Це сукупність процесів, пристосування високометаморфізованих порід до умов нижчих ступенів метаморфізму. Внаслідок тектонічних

89

процесів підняття глибоко метаморфізовані породи опиняються в умовах значно нижчих тиску і температури, ніж ті, за яких вони утворилися. В цьому випадку низькотемпературний фактор накладається на високотемпературний, що веде до відповідної зміни мінеральних асоціацій. Новоутворені мінеральні комплекси будуть стійкі за нових тисків і температур. Отже, відбувається ніби зворотний, регресивний процес метаморфізму.

Одна з найхарактерніших ознак метаморфічних порід – їхня структура і текстура. Структура є вілображенням особливих умов метаморфізму – росту та взаємодії кристалів, які “виборюють” простір у суттєво твердому середовищі. Розміри кристалів, природа граней, досконалість їхнього розвитку визначені комплексом умов, пов’язаних з виникненням центрів кристалізації, дифузією іонів та поверхневою енергією кожної з граней щодор навколишнього прилеглого середовища. Отже, умови кристалізації в разі метаморфізму цілковито відрізняються від умов кристалізації в достатньо податливому просторі магматичного розплаву.

Для визначення метаморфічної породи, крім мінеральних асоціацій, дуже важливе значення має структура і текстура.

Уметаморфічних породах виділяють такі структури: кристалобластичні, катакластичні і реліктові.

Укристалобластичних структурах окремі зерна мінералів мають

характерну кристалічну форму (ідіоморфні кристали),вони розвиваються у порівняно малоущільненому просторі глибинного палінгенезу.

Укатакластичних структурах частина породотворних мінералів ніби роздавлена, подрібнена, вона не зберегла своїх первинних кристалічних форм.

Для реліктових структур лише частково збережені деякі фрагменти первісних зерен – релікти, тобто ознаки тієї структури, яка була властива вихідній породі. Головна ж маса повністю змінена.

Для всіх цих груп структур виділяють, крім того, окремі типи і відміни. Серед текстур метаморфічних порід вирізняють дві основні групи:

реліктові і власне метаморфічні.

Власне метаморфічні текстури виникають уже на стадії формування метаморфічної породи, тобто при метаморфізмі. До цих текстур належать

масивні, плямисті, смугасті, сланцюваті та ін. Для масивних текстур звичайною є наявність зерен, близьких за розмірами, і, відповідно, текстуру називають ріномірнозернистою (мармур). У плямистих текстурах мінерали концентруючись утворюють темніші або ясніші плями в породі (мігматит). Зерна мінералів, концентруючись паралельними смугами, формують смугасту, або гнейсову, текстуру (характерна для гнейсів). У сланцюватій текстурі видно неоднорідні субпаралельні, звичайно досить тонкі прошарки, які в перерізі утворюють смужки – сланцюватість.

Для багатьох метаморфічних порід характерні структури, а точніше – текстури плинності. Вони виникають унаслідок поступового пристосування до тривалої дії тектонічних навантажень. Давні текстурні елементи, наприклад шаруватість, зминаються у складки різних масштабів, а внаслідок локалізованих сколових зусиль або проникної пластичнї плинності розвиваються нові площинні текстури – кліваж сланцюватості, сланцюватість

ілистуватість. У таких породах інтенсивно виявляється визначальна орієнтація кристалів мінералів.

Текстурні особливості порід можна визначати макроскопічно, без застосування мікроскопів, а структури – лише під мікроскопом у тонких зрізах порід – шліфах.

Узагальному описі метаморфічних порід користуються певними термінологічними класифікаційними ознаками, більшість яких полягає в легкому розпізнаванні текстурних, мінералогічних, а отже і хімічних критеріїв.

90